Paleoceanografia e Paleoclimatologia - Tesina

Paleoceanografia e paleoclimatologia

Tesina (pp. 27) per il corso di "Oceanografia Chimica" con traduzione e sintesi del "Capitolo 7, Paleoceanography and Paleoclimatology" tratto dal libro "Chemical Oceanography and the Marine Carbon Cycle", Steven R. Emerson e John I. Hedges, Cambridge University Press (2008).

Università degli Studi di Napoli "Parthenope" Facoltà di Scienze e Tecnologie, Corso Laurea Magistrale in Scienze Ambientali, indirizzo Marino e Risorse Docente: Chianese A.A. 2009/2010

Contenuti

• Appunti integrati: isotopi e loro utilizzo in paleoceanografia: frazionamento isotopico dell’ossigeno e del carbonio, misurare le concentrazioni isotopiche.
• Traduzione e sintesi parziale: storia climatica racchiusa nei sedimenti marini (0-800 ky): volume dei ghiacci e cambiamento della temperatura nel Pleistocene, datare gli archivi dei sedimenti marini, variazioni nella chimica degli oceani; "archivio" preservato nelle calotte di ghiaccio (0-800 ky): cambiamenti nella chimica dell’atmosfera durante la transizione glaciale, correlazione tra variazioni atmosferiche e oceaniche, transizioni climatiche rapide (su scala millenaria).

Testo di riferimento: "Chapter 7: Paleoceanography and Paleoclimatology" in "Chemical Oceanography and the Marine Carbon Cycle", Steven R. Emerson e John I. Hedges, Cambridge University Press (2008). Tutte le figure presenti in questo elaborato sono state tratte da "Paleoceanography and Paleoclimatology" in "Chemical Oceanography and the Marine Carbon Cycle".

Paleoceanografia e paleoclimatologia

Lo studio dell'oceanografia attuale ci permette di interpretare le condizioni climatiche del passato a partire da traccianti chimici e isotopi preservati nel geological record. Le attuali attività umane sono fonte di dispersione di sostanze chimiche nell'ambiente e alcune di queste addizioni antropogeniche potrebbero influenzare l'ordine naturale del sistema climatico terrestre ed è pertanto urgente comprendere come questo sistema naturale funzioni meccanisticamente.

Pur esistendo modelli globali che permettono agli scienziati di ricostruire il sistema terrestre, le cause di molti fenomeni, anche quelli più facilmente osservabili, che hanno dato luogo ai cambiamenti climatici avutisi durante gli ultimi milioni di anni, sono ancora poco conosciute. La formazione e lo scioglimento dei ghiacci che avviene con cicli di circa 100.000 anni è probabilmente innescato da variazioni nella quantità di energia solare in arrivo sulla superficie terrestre a causa di variazioni nel moto orbitale terrestre intorno al sole (Milankovitch cycles). Ma queste variazioni sembrano essere troppo ridotte per costituire la causa maggiore dei cambiamenti climatici che caratterizzano le ere glaciali. Ci devono essere dei meccanismi di retroazione che amplificano la risposta climatica ai relativamente piccoli cambiamenti nell’irradiazione solare. È di critica importanza la comprensione di questi meccanismi di feedback per raggiungere la consapevolezza che i cambiamenti antropogenici che stiamo vivendo oggi potrebbero essere dannosi per il clima terrestre e l’abitabilità del nostro pianeta.

Riuscire a comprendere come il sistema Terra ha risposto a cambiamenti naturali nel passato potrebbe migliorare la nostra abilità di previsione (attraverso i modelli) dei meccanismi che potrebbero aver luogo nel più prossimo futuro. Così, paleocenografi e paleoclimatologi cercano di capire la complessità del sistema climatico ricostruendo la variabilità del paleoclima da archivi naturali come i sedimenti e le calotte di ghiaccio, gli anelli di accrescimento degli alberi e i coralli. Questi studi riescono a coprire un arco di tempo che si estende all'ultimo miliardo di anni.

Qui presenteremo i capisaldi della ricerca della paleoceanoografia e paleoclimatologia riguardo i più recenti cicli glaciali con un enfasi sull'ultima transizione glaciale (dal periodo glaciale a quello interglaciale successivo). La storia di questi intervalli può essere risolta su una scala decennale o centennale, e pertanto più rilevante per la storia umana e per i cambiamenti climatici di nostro interesse.

Isotopi e il loro utilizzo nella paleoceanografia

Isotopi: due nuclei aventi lo stesso numero atomico cioè costituiti dallo stesso numero di protoni ma da un numero diverso di neutroni, danno luogo ad atomi che rappresentano lo stesso elemento chimico nella tavola periodica e sono detti isotopi. Molti degli elementi presenti in natura sono miscugli di due o più isotopi. Isotopi dello stesso elemento hanno stesse proprietà chimiche, ma diverse proprietà fisiche. Inoltre, possono essere stabili o radioattivi. La radioattività consiste nel fatto che i nuclei di alcuni elementi, con numero atomico maggiore di 80 emettono improvvisamente un corpuscolo (come particelle alfa o nuclei di atomi di elio, o particelle beta o elettroni), trasformandosi spontaneamente nel nucleo di un altro elemento.

Come conseguenza del decadimento spontaneo subito dai suoi nuclei, una certa quantità di un corpo radioattivo diminuisce al passare del tempo: ogni nucleo radioattivo è caratterizzato dal suo periodo di dimezzamento, T_1/2, ossia dalla durata di tempo necessaria affinché una data massa del suddetto elemento si riduca alla metà del suo valore iniziale. Il decadimento di un nucleo genitore instabile dà luogo a un nucleo figlio che, se anch’esso instabile, darà luogo conseguentemente al suo decadimento ad un altro nucleo figlio ecc. L’ultimo componente di ciascuna famiglia è un isotopo stabile.

Vedremo che per le loro caratteristiche, gli isotopi assumono grande importanza nella interpretazione della storia climatica del nostro pianeta.

Frazionamento isotopico

Con frazionamento isotopico si intende la separazione, e conseguente diversità di concentrazione, dei diversi isotopi di uno stesso elemento durante processi chimici, fisici e biologici. Il frazionamento isotopico tra due fasi viene definito come:

18 16dove R è il rapporto fra l’isotopo più pesante e quello più leggero (es. O/O). Il frazionamento isotopico è causato dalla diversa massa degli atomi che ne influenza le proprietà termodinamiche e cinetiche.

Si distinguono due tipi di frazionamento isotopico, quello di equilibrio e quello cinetico. Nel frazionamento isotopico di equilibrio, i legami chimici con gli isotopi più leggeri si rompono più facilmente dei legami con gli isotopi più pesanti e questa differenza nella facilità di rottura varia con la temperatura: è maggiore a temperatura più bassa e scompare alle alte temperature. Quindi, l’intensità del frazionamento dipende dalla temperatura e dagli atomi coinvolti e, in particolare, è più intenso per gli isotopi che hanno più grandi differenze relative di massa. Ad esempio, è molto più grande fra idrogeno e deuterio, in quanto il deuterio “pesa” il doppio dell’idrogeno, che nell’ossigeno, che ha differenze di massa piccole: (18-16)/16=1/8.

Il frazionamento isotopico cinetico è caratteristico di un gas nel quale le molecole costituite da isotopi più leggeri si muovono più rapidamente di quelle costituite da isotopi più pesanti. Questo tipo di frazionamento è unidirezionale e non raggiunge l’equilibrio. Si verifica nell’evaporazione delle acque superficiali e nella maggior parte delle reazioni biogeochimiche, nelle quali gli isotopi più leggeri reagiscono più rapidamente concentrandosi nel prodotto finale, mentre gli isotopi più pesanti si concentrano nei reagenti. Per esempio, comportando un minor costo energetico, gli isotopi più leggeri sono utilizzati più facilmente dagli organismi e si concentrano quindi nei prodotti del metabolismo, mentre gli isotopi più pesanti si concentrano nei substrati.

Composizione isotopica dell’H₂O

16 17 18L’ossigeno ha tre isotopi stabili: O (abbondanza ~99.63%), O (~0.0375%) e O (~0.1995%)

• H (prozio, 99.98%)
• H (D o deuterio, 0.02%)

Le configurazioni isotopiche che si possono ottenere per l’acqua sono quindi nove, con numeri di massa differenti in base agli isotopi considerati. Sapendo che la pressione di vapore delle differenti molecole di acqua è inversamente proporzionale alla massa della molecola stessa, capiamo perché il vapor d’acqua è arricchito di O e D (H₂O ha una maggiore pressione di vapore di D²O). Inoltre, il 99,8% dell’acqua è H₂O che evapora più facilmente ma precipita meno facilmente, mentre lo 0,2% dell’acqua è H₂O₁₈, più pesante dell’11%, che evapora più difficilmente ma precipita più facilmente.

Misurare le concentrazioni isotopiche, lo spettrometro di massa

Si utilizzano spettrometri di massa per separare le molecole dei gas in base alla loro massa. Per esempio, per misurare gli isotopi di O e C del guscio di un foraminifero, si analizza la CO₂ prodotta dalla reazione fra la calcite del guscio e acido fosforico (H₃PO₄):

3CaCO₃ + 2H₃PO₄  3CO₂ + 3H₂O + Ca₃(PO₄)₂

Ciascuna molecola di CO₂ avrà diversi pesi molecolari in base alle specie isotopiche di O e C presenti, ma le configurazioni più comuni sono:

• C₁₂O₁₆O₁₆ (peso molecolare 44), di gran lunga il più comune
• C₁₃O₁₆O₁₆ (peso molecolare 45)
• C₁₂O₁₆O₁₈ (peso molecolare 46)

Lo spettrometro riporterà i frazionamenti isotopici dell’anidride carbonica che devono poi essere rapportati a quelli dell’ossigeno e del carbonio come R (ovvero il rapporto tra C e C) e R (ovvero il rapporto tra O e il O):

Questi valori vengono infine riferiti allo standard PDB per ottenere infine i valori di frazionamento isotopico cercati: la concentrazione degli isotopi pesanti, e quindi rari, è intatti così bassa che non può essere misurata in termini di quantità assolute perciò, anziché misurare le concentrazioni dei vari isotopi, si preferisce quindi esprimente un rapporto fra la concentrazione isotopica del campione e la concentrazione isotopica di uno standard (es. PDB=Pee Dee Belemnite, SMOW=Standard Mean Ocean Water, ecc.). La notazione indica proprio la differenza fra il dato misurato del campione e lo standard ed è espressa il permil (‰). sarà positivo se il campione è arricchito in isotopi pesanti rispetto allo standard, negativo se invece ne è impoverito.

Per le misure di C e O nella calcite si usa come standard la PDB che si riferisce alla composizione isotopica della Belemnitella americana del Cretaceo superiore della PeeDeeFormation in Carolina del Sud, o la VPDB che ne è il corrispettivo artificiale. Per le misure di H e O nell’acqua invece, lo standard è lo SMOW ovvero la composizione isotopica dell’acqua oceanica (proxy perfettamente tarato su campione conservato presso l’International Atomic Energy Agency di Vienna). I due isotopi di misura possono essere così convertiti:

18 18δ O = 1.03086 δ O + 30.86

calcite (vs.SMOW) calcite (vs. PDB)

Frazionamento isotopico dell’ossigeno

Il frazionamento isotopico dell’ossigeno, dato in termini di differenza e riferito allo standard SMOW (Craig,1961) si rappresenta come:

Valori positivi di O indicano che il campione è arricchito in O rispetto allo standard e viceversa. Il valore di δ O del guscio dei foraminiferi marini è strettamente legato alle variazioni di temperatura, in quanto il frazionamento isotopico del δ O negli oceani diminuisce all’aumentare della temperatura, e allo stato di frazionamento isotopico dell’acqua di mare in cui i foraminiferi vivono.

Shackleton and Kennet trovarono nel 1975 una relazione che lega la temperatura marina superficiale e il frazionamento isotopico dell’ossigeno dell’acqua del mare con il O della calcite precipitata in equilibrio con l’acqua:

dove O proveniente dalla CO₂ dell’acqua marina dipende dalla temperatura, dalla salinità e dal volume delle calotte di ghiaccio.

Frazionamento isotopico nel carbonio

Il carbonio ha due isotopi stabili e un isotopo instabile: C (98.98%), C (<0.02%) e C (<1%). Il frazionamento isotopico del carbonio, dato in termini di differenza e riferito allo standard PDB si rappresenta come:

Generalmente le variazioni del frazionamento isotopico del carbonio non sono correlate con quelle dell’ossigeno, bensì sono direttamente proporzionali alle variazioni dell’illuminamento a terra ΔI (W/m²) e in particolare:

Δδ C (‰) = 0.02 ΔI (W/m²)

In realtà non c’è una dipendenza diretta dalla temperatura ma il legame con la temperatura è dovuto al fatto che al suo aumentare cresce l’attività fotosintetica. La fotosintesi utilizza preferibilmente CO₂ lasciando un ambiente circostante più ricco di CO₂, disponibile per formare i gusci calcarei dei foraminiferi planctonici.

La storia climatica racchiusa nei sedimenti marini: 0-800 ky

L’era cenozoica (65 mya) comprende i periodi Terziario e Quaternario. Durante il Terziario il clima terrestre cominciò un generale periodo di raffreddamento di circa 12°C negli ultima 40 milioni di anni. Negli ultimi 2,5 milioni di anni il clima ha subito oscillazioni tra periodi freddi e caldi accompagnati da massicce espansioni e contrazioni dei ghiacci delle calotte polari. Questo periodo di fluttuazioni climatiche è chiamato Quaternario (dalla fine del Pliocene – 1.8-2.6 mya - a oggi) e include le Epoche del Pleistocene e dell’Olocene, iniziato in un periodo di condizioni climatiche relativamente stabili, alla fine dell’ultima escursione glaciale (ca 11000 anni fa).

La ricostruzione della storia dei cambiamenti climatici preservata nei sedimenti marini cominciò con l’osservazione di come l’abbondanza di certe specie di foraminiferi planktonici (identificati dalla morfologia e componenti del guscio calcareo) aumentava e diminuiva con la profondità (e il tempo) nei nuclei sedimentari risollevati dai fondi oceanici. Conoscendo la temperatura dell’ambiente in cui le diverse specie di foraminiferi crescono oggi, era possibile ipotizzare come la temperatura superficiale delle acque cambiava nel passato in base alla composizione relativa degli assembramenti/associazioni di foraminiferi planktonici preservati nel sedimento.

Con la crescita dell’interesse nell’evoluzione climatica della Terra, la ricerca si evolse dallo studio dei cambiamenti faunistici alle indagini più quantitative sugli isotopi e i traccianti chimici preservati nei microfossili e nei sedimenti.

Volume dei ghiacci e cambiamenti della temperatura nel Pleistocene

Il più grande contributo nello studio delle variazioni paleoclimatiche è stato dato dalle indagini sui rapporti degli isotopi stabili di ossigeno e carbonio contenuti nel CaCO₃ dei gusci calcarei di foraminiferi planctonici e benthonici preservati nei sedimenti oceanici. I primi studi sugli isotopi (C. Emiliani e altri) portarono all’identificazione di 8 cicli a “dente di sega” (saw-tooth-like cycle) di variazione dell’isotopo dell’ossigeno durante gli ultimi 800 ky circa, con una periodicità di ca 100 ky e una variazione di δ O dell’ordine di 1‰-2‰..

Considerando la relazione esistente tra l’equilibrio chimico isotopico dell’ossigeno della calcite disciolta in acqua e la temperatura si vede che ad una variazione dell’ 1,5‰ di δ O (rapporto O: O) del CaCO₃ corrisponde una diminuzione della temperatura superficiale dell’acqua, dove crescevano i foraminiferi, di circa 6°C negli oceani tropicali durante i periodi glaciali. Non solo la temperatura dell’acqua dove i foraminiferi crescevano cambiava; variava anche il rapporto isotopico dell’acqua stessa.

Quando l’estensione dei ghiacci raggiunse il suo massimo picco, il mare raggiunse un livello di circa 100 m inferiore rispetto al livello odierno. Oggi il δ O dei ghiacci polari è in media 30‰-40‰ più leggero dell’acqua di mare (più povero di O). Durante i periodi glaciali circa 1/40 dell’acqua di mare è stata immagazzinata nei ghiacci (profondità media degli oceani = 3800m, 100/3800 ≈ 1/40). Se prendiamo come assunto che questo ghiaccio era 40‰ più leggero dell’acqua di mare, allora la trasformazione dell’acqua dallo stato liquido a quello solido ha lasciato gli oceani circa 1‰ più ricchi di δ O durante i periodi glaciali. Questo valore è concorde con il valore della variazione di δ O osservato nella calcite dei foraminiferi tra periodi glaciali e interglaciali. Resta il problema dato dall’incertezza nel determinare la media del δ O presente nelle calotte di ghiaccio del periodo glaciale.

Con il miglioramento degli spettrometri di massa, le dimensioni dei campioni necessari per le analisi degli isotopi di ossigeno diminuirono: divenne possibile determinare il rapporto isotopico dai foraminiferi bentonici, meno abbondanti nei sedimenti marini rispetto a quelli planctonici. All’inizio degli anni ’70, Shackleton dimostrò che le variazioni del δ O nei foraminiferi planctonici e bentonici non differiva di molto. Sembrava improbabile che le variazioni degli isotopi nei gusci di foraminiferi planctonici e bentonici fossero equamente influenzati dalla variazione della temperatura, in quanto le acque profonde hanno una temperatura di circa 1°C e l’acqua di mare congela a -2°C. Si concluse che l’effetto della temperatura era difficile da quantificare e probabilmente di secondaria importanza.